Struktury sedymentacyjne

Instytut Nauk Geologicznych Uniwersytetu Jagiellońskiego

ATLAS STRUKTUR SEDYMENTACYJNYCH FLISZU KARPACKIEGO I ICH DOŚWIADCZALNE ODPOWIEDNIKI

Stanisław Dżułyński

 

 

 

Redaktor: Urszula Mazurkiewicz

 

Współpraca: Andrzej Ślączka

Recenzent: Marek Cieszkowski

Fotografie wykonał: Waldemar Obcowski

Copyright by ING UJ, Kraków 2001

ISBN 83-912385-3-9

 

O autorze:

Stanisław (Miś) Dżułyński (1924-2001)
Światowej sławy sedymentolog, uczeń Profesora Mariana Książkiewicza,      emerytowany profesor zwyczajny w Instytucie Nauk Geologicznych UJ, członek czynny PAU, członek rzeczywisty PAN, członek honorowy towarzystw geologicznych: Amerykańskiego, Londyńskiego i Słowackiego. Twórca sedymentologii eksperymentalnej, nowej dyscypliny naukowej w obrębie geologii.Wielki Geolog, Wspaniały Człowiek, Mistrz i Nauczyciel. 

 


 

......."Przedstawiony zbiór struktur sedymentacyjnych zawiera formy erozyjne, deformacyjne i akumulacyjne w ławicach osadów zawiesinowych. W opisach Stanisław Dżułyński przeanalizował ich genezę opierając się w znacznej mierze na wynikach dokonanych przez siebie laboratoryjnych eksperymentów. Wyniki te właśnie, stanowią jedno z największych osiągnięć współczesnej sedymentologii w zakresie rekonstrukcji warunków powstawania sedymentologicznych struktur w głębokomorskich osadach deponowanych z prądów zawiesinowych, gdyż przez laboratoryjne eksperymenty pozwoliły przyjrzeć się dokładniej zjawiskom zachodzącym w środowisku, które w naturalnych warunkach są niedostępne do bezpośrednich obserwacji......."

......."Atlas sam w sobie jest dziełem znakomitym i oczekiwanym od dawna nie tylko przez środowisko polskich sedymentologów zajmujących się osadami prądów zawiesinowych, ale także i zagranicznych. Dokumentuje, ilustruje, klasyfikuje i rozważa genezę opracowanych struktur sedymentacyjnych, uzupełniając i podsumowując dotychczasowy stan odpowiedniej gałęzi wiedzy geologicznej, a równocześnie dopełnia dotychczasowe publikacje prof.dr. Stanisława Dżułyńskiego w tej dziedzinie, łącząc je w pewną całość. Publikacja ta, drukowana tuż po śmierci St. Dżułyńskiego, spotka się niewątpliwie z takim samym aplauzem w świecie geologicznym, jak wszystkie wcześniej wydane dzieła tego autora, a jednocześnie uwieczni pamięć tego wielkiego, a równocześnie niezwykle skromnego uczonego......."

   ( Marek Cieszkowski )

 


 

WSTĘP

 Przedstawione w niniejszym atlasie struktury sedymentacyjne pochodzą przede wszystkim z osadów fliszowych polskiej części Karpat zewnętrznych, głównie z oligoceńskich warstw krośnieńskich (por. Dżułyński, 1996), odsłaniających się na SE od Krosna. Zostały one opracowane i przygotowane do druku przez S.Dżułyńskiego. Niestety Jego nieoczekiwana śmierć, nie pozwoliła Mu na przeprowadzenie końcowej korekty. Niechcąc jednak ingerować w tekst autorski, została zachowana niezmieniona wersja dostarczona przez autora bez ewentualnych korekt lub uzupełnień.  
  Okazy przedstawione na zdjęciach reprezentują tylko część kolekcji S.Dżułyńskiego znajdującej się w Muzeum Geologicznym Instytutu Nauk Geologicznych Uniwersytetu Jagiellońskiego, Kraków ul.Oleandry 2a. Praca finansowana była przez Komitet Badań Naukowych,  grant 6 PO4D 013 17



 

 

 


ZARYS GEOLOGII POLSKICH KARPAT ZEWNĘTRZNYCH

 Karpaty zewnętrzne stanowią część łańcucha alpejskiego. Buduje je szereg jednostek tektonicznych: magurska, dukielska wraz z jednostkami przedmagurskimi, śląska, podśląska i skolska. Jednostki te o charakterze płaszczowin są ponasuwane na siebie od południa (Książkiewicz, 1977). Zbudowane są one z głębokowodnych utworów fliszowych, przy czym każda z wymienionych jednostek charakteryzuje się zasadniczo odrębnym rozwojem tych utworów. Wykazują one lateralne zmiany facjalne i miąższościowe. Sedymentacja ich obejmuje odcinek czasowy od późnej jury po wczesny miocen (Bieda et al.1963).W tym czasie osadzony, został głównie w wyniku działania różnego rodzaju prądów zawiesinowo-gęstościowych, gruby kompleks ciągłych osadów, który w niektórych basenach przekraczał 6 kilometrów miąższości.  Poszczególne baseny sedymentacyjne oddzielone były przez kordyliery i podwodne wypiętrzenia, z których  głównymi były wyspa /kordyliera/ śląska i wypiętrzenie podśląskie. Materiał klastyczny do basenów dostarczany był prądami zawiesinowymi zarówno z ich południowego jak i północnego obrzeżenia oraz z wyniesień śród-basenowych (Książkiewicz, red., 1962). W czasie ruchów nasuwawczych serie osadowe poszczególnych basenów sedymentacyjnych zostały oderwane od podłoża, a zachowane zostały jedynie ich centralne części. 

 

 

 

Schemat środkowej części Polskich Karpat. 1-skały krystaliczne Tatr, 2-skały osadowe Tatr, 3-Flisz Podhalański, 4-Pieniński pas skałkowy, 5-Jednostka magurska, 6-Jednostka grybowska, 7-Jednostka dukielska, 8-Jednostka przedmagurska, 9-Jednostka śląska, 10-Jednostka podśląska, 11-Jednostka skolska, 12-Jednostka Stebnika-sfałdowane osady miocenu, 13-Miocen wewnątrzkarpacki, 14-Jednostka Zgłobic-sfałdowane osady miocenu, 15-autochtoniczny miocen Przedgórza Karpat, 16-Andezyty mioceńskie 
 
Sketch-map of the middle part of the Polish Carpathians. 1-crystaline rocks of the Tatra Mts., 2-sedimentary rocks of the Tatra Mts,. 3-Podhale Flysch, 4-Pieniny Klippen Belt, 5-Magura unit, 6-Grybów unit, 7-Dukla unit, 8-Fore-Magura unit, 9-Silesian unit, 10-Sub-silesian unit, 11-Skole unit, 12-Stebnik unit-folded Miocene deposits, 13-Miocene onto Carpathians, 14-Zgłobice unit-folded Miocene deposits, 15-autochtonous Miocene deposits of the Carpathian foredeep, 16-Miocene andesites.   

 

W seriach osadowych można wyróżnić trzy główne etapy ich rozwoju związane z globalnymi zmianami. Pierwszy etap, trwający od późnej jury po alb, charakteryzował się rozwojem ciemnych osadów ilastych, etap drugi obejmujący odcinek czasowy od cenomanu po późny eocen cechowało pojawienie się czerwonych i pstrych łupków oraz margli, etap trzeci charakteryzował się ponownie brakiem osadów pstrych, natomiast osadziły się brunatne łupki bitumiczne oraz łupki szare. Geologiczna historia basenów Karpat zewnętrznych zaczęła się w czasie jury, kiedy to rozpoczął się ryfting południowej części platformy północno-europejskiej i utworzył się początkowo basen  proto magurski, a następnie pod koniec jury basen śląski, gdzie osadzały się ciemne, głównie redeponowane margle (?kimeryd-tyton). Szybka sedymentacja tych resedymentowanych, głównie płytkowodnych osadów, mogła być wynikiem silnych tektonoeustatycznych fluktuacji poziomu morza występujących w tym okresie. Te ciemne osady rozpoczęły okres przewagi warunków euksynicznych, który trwał po najwyższy alb. 

Osady mułowcowe przechodzą na przełomie jury i kredy w wapienne turbidity (wapienie cieszyńskie) budujące kilka podmorskich stożków klastycznych. Obecność głębokowodnej  mikrofauny  otwornicowej  wskazuje na szybką subsydencję basenu. Na początku wczesnej kredy osady turbidytowe przechodzą w czarne łupki wapniste z cienkimi piaskowcami (łupki cieszyńskie górne), a następnie w czarne, często krzemionkowe łupki ilaste.  
Osady tego typu pojawiły się również w innych basenach Karpat zewnętrznych (podśląski i skolski) wskazując na rozszerzanie się sedymentacji fliszowej na coraz większe obszary Karpat zewnętrznych. W czasie hoterywu, barremu i aptu, wśród ciemnych łupków utworzone zostały podwodne stożki zbudowane głównie z gruboziarnistego materiału klastycznego (piaskowce grodziskie). Ich rozwój mógł być związany z wczesno kredowymi ruchami tektonicznymi znanymi z masywu czeskiego. Pękanie platformy północno europejskiej trwało jeszcze w niższej kredzie, związane z tym były podmorskie wylewy magmy typu cieszynitowego, które trwały co najmniej do barremu. 
Na początku albu w basenach Karpat zewnętrznych rozpoczęła się powszechnie szybka sedymentacja turbidytów (głównie warstwy lgockie). W czasie cenomanu nastąpiło wyraźne spowolnienie i jednocześnie zunifikowanie sedymentacji.  Rozpoczęła się sedymentacja zielonych i czerwonych łupków ilastych z lokalnym poziomem radiolarytowym. Kolejny okres gwałtownej sedymentacji turbidytytowej, związany przede wszystkim z laramijskimi ruchami tektonicznymi, wypiętrzeniem obszarów źródłowych, zwiększoną erozją oraz  redepozycją, rozpoczął się na przełomie turonu i senonu. Nastąpiło wówczas zróżnicowanie osadów w poszczególnych basenach. W basenach magurskim i dukielskim sedymentacja, reprezentowana głównie przez średnio i cienkoławicowe piaskowce i łupki (warstwy inoceramowe-ropianieckie s.l.), rozpoczęła się w czasie kampanu  i trwała po paleocen.  
W basenie śląskim sedymentacja klastyczna rozpoczęła się na przełomie turonu i senonu, a trwała do dolnego eocenu.
W tym czasie osadzały się głównie gruboławicowe, gruboziarniste piaskowce (warstwy godulskie, istebniańskie i ciężkowickie).W basenie skolskim sedymentacja utworów turbidytowych rozpoczęła się w czasie turonu, a zakończyła w paleocenie. Początkowo osadzały się turbidyty wapienne (margle krzemionkowe - z Hołowni), a następnie grubo- i średnioławicowe turbidyty  silikoklastyczne (warstwy inoceramowe-ropianieckie s.l.). Pomiędzy tymi dwoma basenami, na wypiętrzeniu podśląskim, osadziły się czerwone i pstre margle (margle węglowieckie), których sedymentacja objęła senon i trwała lokalnie po środkowy eocen, oraz margle szare (frydeckie) wieku senon-paleocen. Lokalnie tworzyły się niewielkie podwodne stożki klastyczne. Eocen basenu magurskiego charakteryzował się znaczną zmiennością litofacjalną. Różnice te występujące (Oszczypko 1992) w poprzek basenu były podstawą do wydzielenia kilku stref facjalnych: krynickiej, bystrzyckiej, raczańskiej i Siar.W dolnym eocenie w części południowej rozpoczęła się sedymentacja gruboklastycznych turbidytów (formacja magurska) budująca rozległy system stożków podmorskich przesuwających się w czasie eocenu diachronicznie ku północy. Na północnym obrzeżeniu tego stożka osadzały się głównie piaskowce cienko- i średnio- ławicowe, w eocenie środkowym z turbidytami marglistymi (margle łąckie), a jeszcze dalej ku północy pstre łupki. Sedymentacja w basenie magurskim zakończyła się generalnie dopiero w oligocenie serią średnioławicowych piaskowców   i łupków (formacja malcowska). 

W basenach bardziej zewnętrznych (dukielski, śląski, podśląski i skolski) w eocenie przeważały osady zielonych i szarych łupków przekładanych cienko- i średnioławicowymi piaskowcami (warstwy hieroglifowe) z wkładkami czerwonych łupków. Lokalnie rozwijały się niewielkie stożki podwodne. W czasie późnego eocenu osady łupkowo-piaskowcowe przeszły w margliste z licznymi globigerynami (margle globigerynowe). 

Sekwencja oligoceńska zaczyna się w tych zewnętrznych basenach ciemnobrązowymi łupkami bitumicznymi i rogowcami (warstwy menilitowe), z lokalnie rozwiniętymi klastycznymi stożkami podwodnymi (są to przede wszystkim piaskowce z Mszanki i cergowskie w basenie dukielskim oraz piaskowce kliwskie w basenie skolskim). Brunatne łupki przechodzą ku górze profilu w kompleks mikowych piaskowców i szarych łupków marglistych (warstwy krośnieńskie) wykazujący cieniejącą sekwencję ku górze profilu. Niższa część jest głównie reprezentowana przez kompleks piaskowców gruboławicowych przechodzący ku górze w serię cienko-i średnioławicowych piaskowców i łupków, a następnie w serię łupków kończącą sedymentację fliszową w Karpatach zewnętrznych. Granice tych litofacji są diachroniczne i wyższa część warstw krośnieńskich w północnej części basenu śląskiego i w basenie skolskim sięga do dolnego miocenu. 
Ruchy tektoniczne w czasie dolnego i środkowego miocenu doprowadziły do ostatecznego sfałdowania utworów fliszowych wypełniających poszczególne baseny i utworzenia  szeregu płaszczowin ponasuwanych na siebie, a całość Karpat nasunięta została na platformę północno europejską i jej mioceńską pokrywę, na odległość co najmniej kilkudziesięciu kilometrów.
                                                                                                                                       (opracowanie A.Ś.)

 

STRUKTURY SEDYMENTACYJNE: GENEZA I KLASYFIKACJA

 WPROWADZENIE

Zbiór struktur sedymentacyjnych znajdujący się w Muzeum Geologicznym Instytutu Nauk Geologicznych UJ zawiera formy erozyjne, deformacyjne i akumulacyjne w ławicach osadów zawiesinowych. Naturalne struktury zestawiono z ich doświadczalnymi odpowiednikami, wykonanymi w zbiornikach wodnych, do których na osadzony ił wlewano zawiesinę gipsową jako prąd zawiesinowy. Procesy  prowadzące do powstania struktur zazębiały się ze sobą i nakładały na siebie. Między śladami przedmiotów, a jamkami wirowymi są przejścia. Przedmioty, swoją chwilową obecnością na dnie i śladami, które na nim zostawiają, wywołują zawirowania, a te przy wzrastającej gęstości prądu powodują wzmożoną erozją i powstawanie jamek wirowych /por. Fig. 70-78/.

Struktury deformacyjne w ławicach są na ogół  równoczesne z ich sedymentacją  lub powstają bezpośrednio po ich osadzeniu. Częste są deformacje o wzorach konwekcyjnych powstających w ławicach o niestatecznym uwarstwieniu gęstościowym przez nałożenie cięższej warstwy na lżejszą. Układy takie określono umownie symbolem ba, w którym "b" odnosi się do górnej i cięższej warstwy, natomiast "a" do dolnej lżejszej. Nagromadzona w układach energia potencjalna wykonuje pracę nad deformacjami. Stąd małe bodźce, często nierozpoznawalne z samych struktur, wywołują znaczne deformacje.W układach ba, w których człony "a" i "b" są statystycznie jednorodne i odkształcają się płynnie, wzór przestrzenny deformacji jest konwekcyjny. Widać to w rozcieńczonej zawiesinie ilastej, płynącej po granicy zasolonej i czystej wody. Zawiesina grzęźnie, co w połączeniu z ruchem postępowym daje początek spiralnym wirom w rurkowych strugach,w wyniku których zawiesina układa się w smugi równolegle do prądu. Gdy przepływ ustaje, zawiesina układa się we wzór wieloboczny, wywołany wirami komórkowymi o osiach prostopadłych do prądu.

Wzór przestrzenny deformacji w układach ba zależy: 1 - od stosunku lepkości kinematycznej "k" warstw "b" i "a" ( k=f /d,
f = współczynnik tarcia, d = gęstość) i  2 - od obecności lub braku poziomego ruchu między "a" i "b" (układy poziomo ruchome i nieruchome). W nieruchomych układach sedymentacyjnych powstają zaczątkowe wiry komórkowe o osiach prostopadłych do prądu. Jeśli ka > k b to materiał górnej warstwy grzęźnie w podłoże, a rozszerzając się na boki przybiera zarysy pogrązów wielobocznych. Pogrązy takie występują na spągu piaskowców, ponieważ opadająca i nasycona wodą piaszczysta zawiesina ma mniejszą lepkość kinematyczną niż osiadły ił.
Jeśli ka < kb to powstają kopułkowe wysady dolnej warstwy /por. Fig. 109/, które przy małej miąższości warstwy górnej, mogą ją przebić  i utworzyć na niej struktury wieloboczne. W napowietrznych warunkach peryglacjanych struktury takie są nazywane glebami poligonalnymi. Bodźcem tej deformacji jest odwilż. Analogiczne struktury występują w subtropikalnych, półsuchych klimatach, gdy na wyschnięty muł, deszczowe ulewy osadzą równomiernie warstwą żwiru. Czynnikiem zapoczątkowującym deformację jest tu namoknięcie mułu.

W podwodnych ruchomych układach ba, przy ka > kb powstają struktury łuskowe /por. Fig. 157, 158/,  a przy przewadze ruchu poziomego, grzbiety podłużne /por. Fig. 135, 136/. W napowietrznych warunkach peryglacjalnych w układach, w których ka< kb, powstają struktury girlandowe, a przy przewadze ruchu poziomego, gleby pasowe.

Struktury konwekcyjne mogą powstawać przy statecznym warstwowaniu gęstościowym, gdy górna lżejsza warstwa zostanie wciśnięta w dolną  uderzeniem niesionego prądem przedmiotu, ciężarem nadkładu lub opadnie do poziomu równowagi hydrostatycznej. Konwekcyjne deformacje pojawiają się też w skałach magmowych.  

ŚLADY PRZEDMIOTÓW
Przedmioty niesione prądem i uderzające o ilaste dno pozostawiają na nim ślady, których odciski na spągu piaskowców określamy śladami przedmiotów. We fliszu przedmioty takie pochodzą z brzegów i skłonów zbiorników fliszowych lub z ich dna. W ostatnim przypadku są  to najczęściej  leżące  na dnie  lub  wypłukane z miękkiego iłu dennego twarde fragmenty wolnopływających organizmów /np.kości ryb/ lub napławione drewno. Przy postępującej erozji kawałki bardziej utwardzonego osadu spełniają rolę narzędzi żłobiących dno /por. Fig. 67/. Ślady przedmiotów powstają w rozcieńczonym prądzie zawiesinowym przed zbiorowym opadaniem piasku /doświadczalne ślady powstawały w prądzie zawiesinowym,w którym stosunek gipsu do wody był 1 do 5/.

Ślady przedmiotów obejmują: zadziory uderzeniowe, poślizgi, ślady zgarniania mułu, toczenia, wleczenia itp. /por.Fig 1,4,5,8,12,28,29/. Na spągu piaskowców ślady te występują pod postacią odlewów. Ich kształt zależy od formy przedmiotu, rodzaju transportu i sposobu w jaki dochodzi do styku z dnem. "Narzędzia" bywają zachowane w zakończeniu śladów. Najczęściej jednak ulegają one rozkruszeniu przez wielokrotne uderzanie o dno, lub uniesione ponad dno w gęstniejącej zawiesinie i są powstrzymane od powrotu przez opadający piasek. 

ODLEWY ROWKÓW WLECZENIA I TOCZENIA 
Odlewy rowków na spągu piaskowców powstają w wyniku wleczenia lub toczenia. Obecność przedmiotów lub fałdów czołowych w zakończeniu śladów, rysy na ich powierzchni i szerokość śladów pozwalają na rozróżnienie wleczenia od toczenia jak również na określenie kierunku  /por. Fig. 1-8, 11, 12/.

ODLEWY JAMEK WIROWYCH 
U czoła szerszych nierówności dna lub leżących na nim szerszych przedmiotów powstają półkoliste bruzdy erozyjne, 
których odlewy na spągu wskazują na kierunek prądu. Chwilowa obecność wydłużonych płaskich przedmiotów uderzających o dno ostrymi końcami, powoduje powstanie jamek wirowych po doprądowej stronie zadziorów. Po odprądowej stronie, linie prądowe rozwidlają się łagodnie i zbiegają ponownie po przeciwnej stronie. Tam dają początek zawirowaniom, które powodują erozją dna. Sprzyja temu wzrost gęstości płynącej  i opadającej zawiesiny. W miarę dalszego wzrostu gęstości, ślad zadzioru ulega stopniowo zatarciu i pozostaje czysta forma erozyjna jamek wirowych  /por. Fig. 70-78/.

ŚLADY PRZEBICIA 
Z początkiem osadzania ławicy zawiesinowej, gdy pierwsza warstewka opadającego piasku jest jeszcze cienka, może następować przebicie jej przez niesione prądem większe przedmioty. Wówczas, na ilastym podłożu powstaną wtórne ślady uderzeniowe, które zacierają lub przekształcają wcześniejsze hieroglify prądowe. Przy gęstniejącym upakowaniu opadających ziaren i wyciskaniu wody, takim wtórnym zadziorom uderzeniowym towarzyszą szczelinki dylatacyjne /por. Fig. 118, 119/

BRUZDY EROZYJNE WE FLISZU 
W proksymalnych obszarach sedymentacji fliszowej pojawiają się na spągu piaskowców głębokie bruzdy erozyjne.  
W łupkach występują również wypełnione piaskowcem, odosobnione bruzdy /por. Fig. 201, 202/. Powstały one prawdopodobnie  pod działaniem prądu, który swój przydenny ładunek osadził dalej, pozostawiając jednak jego część we wgłębieniach erozyjnych lub wyżłobionych przez wleczone po dnie kłody lub inne większe przedmioty.  

POPRZECZNE ŻŁOBKI EROZYJNE 
Odlewy poprzecznych do kierunku prądu żłobków erozyjnych przypominają odciski riplemarków, lecz ich odprądowe ścianki są bardziej strome od doprądowych. Poza tym mogą pojawiać się na poziomo laminowanym podłożu. Poprzeczne żłobki tworzą się w następstwie walcowych zawirowań o poziomych i prostopadłych do prądu osiach. Powstają często przed szerszymi przeszkodami na dnie i przechodzą w normalne jamki wirowe. Zawirowania takie mogą być również związane z deformacjami wywołanymi tarciem niesionego prądem piasku na mulistym dnie /por. Fig. 84, 85,86/.

WPŁYW NIERÓWNOŚCI DNA NA WZÓR KONWEKCYJNYCH STRUKTUR PRĄDOWYCH
Struktury podłużne przechodzą w wieloboczne na doprądowej stronie poprzecznych do prądu zgarbień. Podobne zmiany  występują w obszarze  interferencji  skośnych  do siebie nurtów.  Poligonalne  struktury  /powolny przepływ/ przechodzą w linijne w zwężeniach koryta /szybszy przepływ/. Linijne formy są zbieżne przy wpływie i rozbieżne przy wypływie ze zwężeń. Struktury linijne są też zbieżne dośrodkowo ku okrągławym wgłębieniom dna /por. Fig. 97, 98/

NAPŁYW CIĘŻKIEJ ZAWIESINY NA WARSTWOWANE PODŁOŻE 
Ciężki prąd zawiesinowy, napływający na poziomo uwarstwione podłoże, odkształca i rozrywa słabo skonsolidowane warstwy. Oderwane płaty lub okruchy takich warstw są bezładnie rozmieszczone lub skupione w stropowych częściach tężejącej ławicy zawiesinowej. Zależnie od stopnia stwardnienia, okruchy są graniaste, zaokrąglone lub pozwijane. /por. Fig. 128, 129/

POWSTAWANIE  FAŁDÓW POD NAPOREM  NAPŁYWU CIĘŻKIEJ  ZAWIESINY
Uwarstwione osady, na które napływa ciężki prąd zawiesinowy, ulegają odkształceniom. Bardziej odporne warstwy mogą przytem ulegać spękaniom, a zawiesina wciska się wtedy w spękania i rozpływając się po fugach, podnosi i odrywa płaty warstw. Plastyczne warstwy są wyginane w garby i zwijane w fałdy o osiach prostopadłych lub równoległych do prądu.  Zawiesina, która wciska się w spękania na grzbietach garbów prostopadłych do prądu, odgina ich odprądowe skrzydła i zwija je w płaskie leżące fałdy /por. Fig. 128, 131/
Na uwagę zasługują czółenkowe zafałdowania o osiach równoległych do prądu. Struktury te wykazują pewną analogię do podłużnych grzbietów prądowych i mogą również powstać w następstwie nacisku bocznego w zawiesinie płynącej w zwężających się korytach erozyjnych. 

STRUKTURY  PIERZASTE 
Struktury te powstają w laminowanym ile, w którym grzęznące strugi zawiesiny płynąc po odpornych warstewkach wypuszczają liściaste odgałęzienia tworząc wachlarzowe struktury. Są one zwrócone wypukłościami w kierunku spływu. Ten kierunek jest na ogół zgodny z nurtem prądu. Jeśli płynąca zawiesina znajdzie się poza zasięgiem głównego nurtu, to może rozlewać się promienisto, a nawet wdzierać się w ił w kierunku przeciwnym do prądu. Hieroglify pierzaste, których nie należy mylić z pierzastym przełamem na ciosach, pojawiają się również na spągu źródłowych ławic żył piaskowcowych /por. Fig. 168,169,172,173,179,180,183,184/.

WARSTWOWANIE  SKORUPOWE  (KONWOLUTNE)  O  KONWEKCYJNYM  WZORZE PRZESTRZENNYM  
Warstwowanie konwolutne albo "skorupowe" jest terminem zbiorczym obejmującym drobne zaburzenia fałdowe w obrębie jednej ławicy piaskowcowej. Zaburzenia rozwijają się ze smugowanej, spągowej części ławicy utworzonej w fazie miecenia i zanikają w jej stropie. Cechą znamienną konwolucji są pionowe, ostro zakończone wąskie siodła i łagodne łęki, wypukłościami  zwrócone ku dołowi. Zaburzenia są następstwem niestatecznego uwarstwienia i przy spełnionych warunkach statystycznej jednorodności warstw mogą mieć konwekcyjny wzór przestrzenny odpowiadający deformacjom w ruchomych lub nieruchomych układach /ba/ przy ka > kb. Rzadkim przypadkiem są konwolucje typu "Besko", w których na równoległe do prądu podłużne grzbiety, nakładają się poprzeczne garby. W miejscach przecięcia tych struktur powstają pionowe stożkowe wypukłości z zachowaną ciągłością warstw /por.Fig. 121,122, 123, 124, 125/. Morfologicznie podobne struktury uzyskano w doświadczeniach,  w których na świeżo osadzoną białą zawiesinę gipsową napłynęła ciemniejsza zawiesina. 

WARSTWOWANIE  SKORUPOWE  W  STATYSTYCZNIE  NIEJEDNORODNYCH  UKŁADACH GĘSTOŚCIOWO  NIESTATECZNYCH
W osadach statystycznie niejednorodnych na wzór przestrzenny deformacji śródławicowych wpływa rozmieszczenie "niepenetratywnych struktur". Nazwą tą określamy struktury, które na skalę deformowanego osadu, są duże, nierównomiernie rozmieszczone i niejednakowe. Jeżeli w poziomo warstwowanych niestatecznych ławicach poszczególne warstewki mają zmienną miąższość, to zmiany te, na skalę małych deformacji śródławicowych, mogą być niepenetratywne czyli "nieprzenikające". Będą one miały wpływ na kształt, miejsce i przebieg odkształceń. Odosobnione zmarszczki prądowe w poziomo laminowanych ławicach, które nie wszędzie są w nich obecne i których rozmiary są duże w porównaniu z miąższością ławic, będą w odkształceniach śródwarstwowych strukturami niepenetratywnymi. Riplemarki takie, grzęznąc  w laminowanym osadzie przeistaczają się w płaskowklęsłe ciała, między którymi laminowany osad może być wciskany pod postacią wąskich i często grzybiastych siodeł. Podobne deformacje bywają także związane z gęsto upakowanymi i nakładającymi się na siebie zmarszczkami prądowymi, jeśli grzęźnięciu riplemarków towarzyszy wypiętrzanie ich grzbietów w wąskie ostro zakończone siodła. Są one często odchylone w kierunku przepływu prądu. Takie deformacje również są określane mianem konwolucji /por. Fig. 121,122,123 /.
Szczególnym przypadkiem skorupowego uwarstwienia są bezładnie powyginane laminy w stropie gruboziarnistych piaskowców. Laminy te są poprzerywane injekcjami gruboziarnistego piasku. W doświadczeniach takie zaburzenia powstawały przy napływie gęstego prądu zawiesinowego na miękkie laminowane podłoże. Uniesiony przed czołem prądu materiał opadał selektywnie na nieustabilizowany jeszcze strop gęstej zawiesiny dając początek bezładnej laminacji. Sam przepływ prądu zawiesinowego powoduje deformacje we wcześniej osadzonej przyspągowej i poziomo smugowanej ławicy, które bywają utożsamiane z konwolucjami.

GRANICE INTERWAŁU UWARSTWIENIA SKORUPOWEGO
Interwał uwarstwienia skorupowego, w ścisłym słowa tego znaczeniu rozwija się często z przyspągowej, poziomo smugowanej części ławicy zawiesinowej utworzonej przez szybki przepływ prądu w fazie miecenia. W miarę zwalniania przepływu i selektywnego opadania drobniejszego piasku powstaje poziomo laminowany interwał, który w następstwie niestatecznego uwarstwienia gęstościowego ulega zaburzeniom skorupowym. Zaburzenia zanikają stopniowo w stropowej części ławicy, w skład której wchodzi najdrobniejsza frakcja prądu zawiesinowego. Śródławicowe deformacje skorupowe ulegają usztywnieniu spowodowanym utratą przychwyconej wody. W takich warunkach mogą one ulec zrównaniu jeszcze przed zakończeniem epizodu sedymentacyjnego, który dał początek ławicy piaskowcowej. W dwuczłonowych "ławicach złożonych" osadzonych przez dwa niezależne od siebie prądy zawiesinowe, granica między dolnym a górnym członem jest erozyjna i nierówna. Jest to szczególnie wyraźne, gdy erozja późniejszego prądu dojdzie do interwału skorupowego wcześniejszej ławicy.
 Płaskie powierzchnie ścinające zaburzenia skorupowe, które są przykryte niezgodnie drobnoziarnistym poziomo laminowanym osadem, mogą także powstawać bez udziału erozji prądowej. W doświadczeniach, takie powierzchnie uzyskano w szklanych pojemnikach ze stojącą wodą, w których osadzono poziomo laminowany osad złożony kolejno z wielobarwnych warstewek ilasto-piaszczystych o różnej gęstości. Tak utworzony niestateczny układ, pod własnym ciężarem lub pod wpływem wstrząsów, ulegał śródwarstwowym zafałdowaniom. Jak długo warstewki odkształcały się w osadzie, zachowywały one swoją ciągłość. Dochodząc do kontaktu ze stojącą wodą warstewki ulegały rozproszeniu. Ich materiał tworzył "obłoki" zawiesiny rozchodzące się po płaskiej powierzchni ścinającej zaburzony osad. Opadająca selektywnie zawiesina osadzała poziomo laminowany osad leżący niezgodnie na pofałdowanym podłożu. 

NIESTATECZNE  UKŁADY  O  ODWRÓCONYM  UWARSTWIENIU  GĘSTOŚCIOWYM  
Płynne i plastyczne układy o niestatecznym uwarstwieniu gęstościowym określamy symbolem /ba/. "b" odnosi się do górnej cięższej warstwy, "a" do dolnej lżejszej. Energia potencjalna tych układów zmienia się w pracę nad zaburzeniami powierzchni międzywarstwowej, a ich wzór przestrzenny, przy statystycznej jednorodności warstw, odpowiada wzorom ruchów konwekcyjnych. W sedymentacyjnych układach /ba/ zaburzenia są syn-, lub post-depozycyjne. Ich wzór zależy od 1- lepkości kinematycznej "k" warstw (k=f/d, f=współczynnik tarcia wewnętrznego, d=gęstość),  2-obecności lub nieobecności ruchu poziomego między warstwami (układy ruchome i nieruchome), 3- sposobu w jakim zaburzenie obejmuje powierzchnię międzywarstwową. W układach nieruchomych, w których zaburzenie następuje równocześnie na całej powierzchni, ruch ma formę zawirowań komórkowych o osiach pionowych.  
W układach ruchomych, zależnie od prędkości ruchu, osie są skośne lub poziome. Ruchy konwekcyjne zachodzą też  
w układach statecznych, w których górna i lżejsza warstwa zostanie obciążona lub grzęźnie w podłoże do poziomu równowagi hydrostatycznej.

  STRUKTURY  W SEDYMENTACYJNYCH  UKŁADACH  /BA/  
W nieruchomych układach /ba/ powstają kopulaste lub polihedralne pogrązy. We fliszu są one wypukłością zwrócone ku dołowi, bo lepkość kinematyczna nasyconego wodą piasku jest mniejsza niż osiadłego iłu. W ruchomych układach, w których wektor poziomy jest tego rzędu co pionowy, struktury spągowe są łuskami rozwiniętymi z pogrązow poligonalnych. Wyciśnięty na stykach trzech poligonów ił, wchodzi w strefę szybkiego przepływu i pociągając za sobą boki poligonów przeistacza je w łuski ułożone rzędowo lub naprzemianlegle. W ruchomych układach, w których przeważa wektor poziomy, ruch jest spiralny i na spągu powstają grzbiety podłużne  /por. Fig. 144-149/.
W dwuwarstwowym nieruchomym układzie /ba/, w którym zaburzenie równowagi międzywarstwowej rozprzestrzenia się poziomo z postępującym frontem upłynnienia, konwekcyjne deformacje mają postać półcylindrycznych wałeczków równoległych do frontu upłynnienia. Za konwekcyjnym pochodzeniem tych struktur przemawia ich ścisła współzależność z konwekcyjnymi poligonami na spągu doświadczalnych zawiesinowców  /por. Fig.  140, 141/.  

ŻYŁY  PIASKOWCOWE  WE  FLISZU 
Nasycone wodą nieskonsolidowane ławice piaskowcowe we fliszu mogą ulegać upłynnieniu pod wpływem wstrząsów sejsmicznych. Upłynniony  piasek wciska się w nadległe i niżej  leżące warstwy dając początek piaskowcowym żyłom.      W ławicach macierzystych żył, w następstwie upłynnienia, zanikają pierwotne struktury sedymentacyjne. Pod wpływem postępującej kompakcji łupków, pionowe żyły ulegają zafałdowaniu  /por. Fig. 203/.  

ODKSZTAŁCENIA  KONWEKCYJNE  W  NAPOWIETRZNYCH  OSADACH  I  W  SKAŁACH MAGMOWYCH  
W peryglacjalnych środowiskach, konwekcyjne deformacje powstają w układach /ba/ utworzonych przez:
1 - nałożenie grubego materiału na drobniejszy, w następstwie mrozowego wymarzania, 2 - osadzenie grubego materiału na zamarzniętym drobniejszym podłożu. Deformacje zaczynają się z nastaniem odwilży. W nieruchomych układach /ba/, w których deformacje obejmują jednocześnie całą powierzchnię międzywarstwową, na stropie dolnej warstwy pojawią się kopulaste wysady będące zwierciadlanym odbiciem pogrązów na spągu piaskowców. Jeśli górna warstwa ma małą miąższość to wysady ją przebiją i rozsuwając na boki gruby materiał, dadzą początek glebom wielobocznym na jej stropie. Podobne struktury powstają w półsuchych, ciepłych, monsunowych środowiskach, w których wezbrane potoki osadzają cienką warstwę żwiru na suchą powierzchnię mułu. Deformacja rozpoczyna się z namoknięciem mułu. Zwisające struktury kroplowe powstają w miejscach największego nagromadzenia cięższego materiału. W ruchomych układach /ba/, grzęźnięciu towarzyszy przesuwanie górnej warstwy. Powstaną wtedy na jej stropie kamienne girlandy i gleby pasowe. W warunkach napowietrznych lepkość kinematyczna dolnej warstwy /ba/ jest na ogół mniejsza niż warstwy górnej, stąd zwrot wypukłych boków girlandów jest zgodny z kierunkiem spływu. Deformacje konwekcyjne mogą występować również w skałach magmowych .